TOPOGRAPHIC CONSTRAINTS ON THE SUBDUCTION EROSION OF THE YAP ARC, WESTERN PACIFIC
-
摘要: 俯冲侵蚀是一种将地壳及岛弧物质从弧前搬运走的地质过程，会导致弧前物质的缺失，这种地质过程普遍地出现在汇聚型板块边缘。雅浦海沟位于加罗林板块与菲律宾海板块之间，是一个活跃的俯冲带。利用2015年中科院海洋所在西太平洋雅浦海采集的最新的多波束和地震数据，给出了雅浦海沟发生俯冲侵蚀的直接证据：(1)雅浦海沟具有异常短的沟弧间距(41 km)；(2)海沟呈不对称的“V”字形，增生楔缺失；(3)俯冲板片基底起伏程度大，加罗林洋底高原上洋脊、海山、地垒地堑构造发育；(4)海沟内壁斜坡较陡，弧前斜坡坡度的平均值约8.69°，雅浦海沟的弧前增生楔缺失。揭示了雅浦海沟南北两侧俯冲侵蚀模式的差异，北部的俯冲侵蚀主要由于洋底高原上地垒地堑与上覆板块的摩擦造成，板块之间可能不是直接接触，存在“剥蚀带”；南部的俯冲侵蚀主要由于洋底高原上的海山与上覆板块的摩擦造成，板块之间可能是直接接触的。Abstract: As a specific geological process, subduction erosion can move the substance of the earth crust and arc away from the forearc wedge and cause the missing of forearc crustal material, which generally occurs at the convergent plate boundaries. The Yap trench is an active subduction zone which is located at the convergence zone of the Caroline Plate and Philippine Sea Plate. According to the new multi-beam and seismic data that acquired by the integrated geophysical survey off the Yap Island, western Pacific, conducted by Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, we found evidence of erosion as follows: (1)The Yap trench has unusually short distance to the arc from the trench axis (41 km); (2)The cross-sections across the axis show asymmetry V-shape and the accretionary wedge is absent in the trench; (3)The relief of oceanic basement is severe, because ridges, sea mountains, structural belt of horst and graden exist in the oceanic plateaux of Caroline Plate; (4) The trench wall exhibits a steep slope and the mean forearc slope is 8.69° and the accretionary wedge is missing. We speculate that the mode of subduction erosion is different on both sides of the Yap trench. The subduction erosion of oceanic plateau in the northern Yap trench is mainly resulted from the friction between the structural belt of horst and graben and the overlying plate, and the structural belt of horst and graben initially might be filled with sediment, so there is a zone of basal erosion between the plates rather than direct contact; However, the subduction erosion of oceanic plateau in the southern Yap trench is mainly resulted from friction between the seamounts and overlying plate and the two plates contact directly.
-
河流洪水是全球威胁人民生命健康和财产安全的极端水文灾害之一[1]。近年来，随着全球气候的不断变暖，全球洪水、强降雨等极端自然灾害事件呈现高度频发态势[2]，如1998年夏季，我国长江流域发生了全流域范围的特大洪水，宜昌站记录到的最大洪峰流量超过了63 000 m3/s，给长江流域沿岸城市带来了巨大的经济和社会损失[3]；2021年7月17—23日，河南省遭遇了历史罕见特大暴雨，郑州市的洪涝灾害造成重大人员伤亡和财产损失[4]；2023年7月，极端暴雨导致华北地区发生特大洪水事件，城市内涝、河流洪水、山洪滑坡等自然灾害并发，同样造成了重大社会经济损失[5]。与此同时，全球其他地区洪水事件的频率和强度也屡次突破历史极值。在全球变暖背景下，人口和财富正不断向河流沿岸聚集，而河流沿岸地区面临洪水灾害的风险急速升高，迫切需要准确揭示区域洪水事件发生的规律，以加强洪水灾害的防御能力[6]。
近年来对全球变暖和洪水频率变化关系的认识存在较大争议。第六次IPCC报告称，气候变暖将会带来全球更严重的热浪、更强烈的降雨和洪涝灾害等极端灾害事件[7]。一些学者认为洪水活动的加强还与南方涛动指数和厄尔尼诺事件有着密切的关系[8-9]。目前已有学者对“全球变暖是否会导致洪涝灾害的程度不断变强”进行了探讨[10-11]，但是对“全球变暖是否会导致特大洪水事件频发”这一问题还缺少深入的认识，出现这一问题的主要原因是现代洪水观测的尺度太短，有关洪水事件的准确数据记录更是缺乏，导致对洪水生成、发展、演化的气候驱动机制认识不足。因此，有必要立足于各类长时间尺度记录载体，揭示特大洪涝灾害的时间性和周期性规律，更好地预测其变化、发展，为河流沿岸地带防灾减灾工作、经济合理规划开发与生态资源保护提供基础数据参考。长江作为亚洲第一大河，其流域是中国的核心经济带，自古素有“黄金水道”之称，而长江流域却是中国受洪涝灾害影响最为严重的地区之一，因此长江流域洪涝灾害防御问题一直是国家部委和学界关注的焦点。过去几十年间，国内多个团队在长江流域开展了全新世以来洪水事件的研究工作（图1，具体点位见表1），本文系统梳理了记录长江流域极端洪水活动信息的各种代用记录、洪水频率和流量（水位）规律研究的方法和新的研究进展，并为未来学科发展提出了展望。
![]()
图 1 长江流域极端洪水记录研究点分布Figure 1. Study sites of extreme events in the Yangtze River Basin表 1 长江流域极端洪水事件研究剖面位置及代用指标Table 1. Site and proxy of research profiles of extreme flood events in Yangtze River Basin序号 河段 剖面位置 经纬度 地质记录类型 文献来源 1 上游 中坝遗址 30.34°N、108.45°E 文化遗址 [12] 2 玉溪遗址 30.03°N、107.86°E 文化遗址 [13] 3 红桥村 30.68°N、103.88°E 文化遗址 [14] 4 金沙遗址 30.68°N、104.00°E 文化遗址 [15] 5 马街遗址 30.89°N、103.92°E 文化遗址 [16] 6 张家湾遗址 31.27°N、109.77°E 文化遗址 [17] 7 汉东城遗址 29.00°N、105.84°E 文化遗址 [18] 8 涪碛口遗址 29.20°N、108.75°E 文化遗址 [19] 9 中游 曲远河 32.87°N、110.62°E 自然剖面 [20] 10 尚家河 32.84°N、110.46°E 自然剖面 [21] 11 庹家洲 32.85°N、110.39°E 自然剖面 [22] 12 庹家湾 32.86°N、110.39°E 自然剖面 [23] 13 李家咀 32.82°N、110.77°E 自然剖面 [24] 14 晏家棚 32.83°N、110.43°E 自然剖面 [25] 15 归仙河口 32.82°N、110.54°E 自然剖面 [22] 16 弥陀寺 32.82°N、110.58°E 自然剖面 [26] 17 前坊村 32.83°N、110.98°E 自然剖面 [27] 18 辽瓦店 32.82°N、110.68°E 自然剖面 [24] 19 黄坪村 32.84°N、110.74°E 自然剖面 [28] 20 万春村 33.19°N、107.69°E 自然剖面 [29] 21 祥龙洞 33.00°N、106.33°E 自然剖面 [30] 22 尾笔村 30.39°N、114.47°E 自然剖面 [31] 23 焦家台子 32.82°N、110.16°E 自然剖面 [32] 24 罗家滩 32.78°N、109.35°E 自然剖面 [33] 25 楼子滩 33.46°N、110.51°E 自然剖面 [34] 26 泥沟口 32.89°N、109.53°E 自然剖面 [35] 27 立石村 30.20°N、105.30°E 自然剖面 [36] 28 新滩村 32.76°N、109.33°E 自然剖面 [37] 29 杜家沟 33.19°N、107.67°E 自然剖面 [38] 30 三房湾 30.46°N、113.04°E 自然剖面 [39] 31 江北农场二砖厂 30.18°N、112.34°E 自然剖面 [40] 32 消泗剖面 30.32°N、113.78°E 自然剖面 [41] 33 武汉 30.64°N、114.34°E 自然剖面 [42] 34 SK10 30.60°N、114.31°E 自然剖面 [43] 35 ZK145 30.66°N、114.44°E 自然剖面 [44-45] 36 钟桥遗址 30.31°N、112.27°E 文化遗址 [46] 37 中游 JH001 30.52°N、114.39°E 自然剖面 [47] 38 扬子江剖面 30.30°N、112.12°E 自然剖面 [48] 39 网湖 29.86°N、115.33°E 自然剖面 [49] 40 中洲子 29.80°N、112.75°E 自然剖面 [50] 41 天鹅洲 29.85°N、112.57°E 自然剖面 [51] 42 下游 修河 29.05°N、115.83°E 自然剖面 [52] 43 赣江 29.10°N、116.00°E 自然剖面 [52] 44 黄茅潭 29.80°N、116.35°E 自然剖面 [52] 45 大汊湖 29.10°N、116.01°E 自然剖面 [52] 46 东门镇林峰桥 32.14°N、118.70°E 自然剖面 [53] 47 宝华山-和平冲 32.16°N、119.02°E 自然剖面 [54] 48 宝华山 32.13°N、119.09°E 自然剖面 [54] 1. 长江流域全新世极端洪水事件的地质记录
1.1 古洪水沉积物野外宏观识别
古洪水是指全新世以来至可考证的历史洪水期以前的由沉积物所记录的洪水[1, 55]。美国学者 Kochel和 Baker首次提出“古洪水水文学”这一学科概念[56]，并在其研究中为后人提供了初步的研究思路与技术方法[57]，此后大量研究者在美洲[8, 58]、欧洲[59-60]和亚洲[61-62]等地陆续开展了大量关于古洪水沉积物的识别和古洪水流量重建工作。古洪水事件是地表水文系统对气候变化的响应，对地质、地貌以及生态系统都会产生巨大的影响[63]，这些影响可能在地质记录中有所体现，选择合适的地质学代用记录进行分析研究，可重建长江流域古洪水事件。
1.1.1 自然剖面记录的古洪水事件
利用洪水沉积进行古洪水研究，首先需要识别出洪水沉积，然而不同沉积环境下古洪水沉积特征存在较大差异。本文根据不同沉积环境下形成的自然剖面进行分类，探讨长江流域古洪水事件的野外识别特征。
（1）古洪水滞流沉积物 (Slack-water deposits)
当河流发生洪水事件时，水流会携带流域内含有植物碎片、孢子等富含有机质的悬移质泥沙，并在高水位滞流环境下缓慢沉积后被其他沉积物迅速掩埋并保存下来，这类富含有机质的悬移质泥沙通常被称为古洪水滞流沉积物（Slack-water Deposit，简称SWD）[64]。由于其沉积过程与风成沉积和重力沉积存在显著不同，古洪水滞流沉积与其他类型沉积在地层宏观与微观特征具有明显的差异（图2a），凭借其沉积特征清楚、洪水指示意义明确的优势，已被广泛用于古洪水事件重建研究。
![]()
图 2 古洪水滞流沉积物野外位置及重建洪水方法Figure 2. Field location of paleoflood sediment and flood reconstruction method如何在野外识别滞流沉积物是恢复古洪水事件的前提。长江流域古洪水的宏观特征在野外与其他地层之间存在较大的差异，其差别主要体现在：① 古洪水滞流沉积层在颜色上与其他地层沉积之间有明显的差别。黄春长团队通过观察湖北郧县辽瓦店剖面，认为古洪水滞流沉积物的颜色呈棕灰色，而其他地层如黄土呈浊黄色、古土壤呈亮红棕色，具有较大差别[67]；② 古洪水滞流沉积物与其相邻的坡积物、沉积物物源不同，因此其质地和结构也有较大差异。一般来说，滞流沉积物为细沙质粉砂质地，且结构较为均匀，呈松散的粒状结构，与其上覆和下伏的地层结构显著不同；③ 古洪水滞流沉积物与上下相邻地层呈突变接触关系，界线清楚，并且由于在滞流及退水过程中，沉积物不断逐层沉积，其层理一般呈明显的水平层理或波状层理[23]。
当前通过古洪水滞流沉积物来重建古洪水序列的工作主要集中在长江中上游地区，Zha等在汉江上游郧县河段的河岸悬崖上发现了4个具有SWD互层的风积黄土-土壤剖面，通过磁化率和粒度分析发现SJH剖面中SWD的含沙量高于风积黄土/土壤[21]。李晓刚等[32]在丹江上游LZT地点发现了4层古洪水SWD，这4层SWD具有一定的共同特点：颜色呈浊黄橙色和浊红棕色，质地均匀，块状构造，层理为波状—水平状平行层理。通过粒度分析得出这4层SWD属于粉和黏土质粉砂，洪水物质主要来源于流域内山区坡地和黄土台地[68]。然而上游基岩区古洪水滞留沉积物记录的均为特大洪水事件，难以记录到中小洪水事件特征，且普遍存在沉积记录保存较差等问题。
（2）冲积平原洪水越岸沉积（Overbank flooding deposits）
由河流沉积作用形成的平原地貌被称为冲积平原，其成因是河流在自然因素与人为因素的共同作用下，河流上游被侵蚀的大量泥沙输送到下游，因河流下游流速较慢，超过了流水的挟沙能力，泥沙在河流中下游沉积；同时河流发生溢岸时，泥沙也会在河流两岸沉积，经过河流不断泛滥、决堤、改道，加之在垂向和侧向加积的共同作用下，沿河床及其两侧长期堆积沉积物便形成了冲积平原[69-70]（图3）。
当大洪水发生时，洪水流量超过正常河道所能容纳的最大水量，被洪水携带的物质便会沉积在河岸或堤前，形成越岸沉积。冲积平原环境下的越岸沉积通常由细粉沙、淤泥以及黏土组成，与中上游基岩峡谷处的滞流沉积物在沉积特征上存在一定差异[71]。
根据表2所示，越岸漫滩沉积物与峡谷滞流沉积物在岩性与层理上两者差别不大；在颜色上，基岩峡谷区滞流沉积物多为浊红棕色，指示当时环境为偏氧化环境，而冲积平原区漫滩沉积物的颜色则多为灰色、棕色等暗色，指示其环境为偏还原环境；在沉积物的结构上，漫滩沉积物中有较多的植物残体，且多为互层构造，与基岩峡谷区滞流沉积物破碎为棱块状有较大差异。由此可见，长江流域中上游与中下游的沉积物特征在各个方面都有所不同，主要是中下游与中上游地区在水动力条件、地貌特征和物质来源等方面存在差异所致。
表 2 长江流域滞流沉积物与冲积平原沉积物宏观特征对比Table 2. Comparison of macroscopic characteristics of slack water deposits in the Yangtze River Basin and overbank flooding deposits in the floodplain（3）湖泊环境洪水沉积
湖泊沉积物具有记录介质丰富、连续性强、分辨率高和对气候变化敏感等特点，通过湖泊沉积物可以提取丰富的气候和沉积环境演变信息，揭示古洪水与区域尺度内的气候波动之间的关系，预测全球变暖背景下洪水频率与强度的变化趋势[72]。由于湖泊洪水沉积物有别于湖泊常态沉积，因此在长江流域研究湖泊环境的洪水沉积时，一般选择河成湖作为研究对象[52]。河成湖主要分布在平原地区，与河流的发育以及河道的变迁有着密切的关系，河成湖湖底较平，湖水较浅，在长江流域主要分为以下几种类型：① 长江携带的泥沙沉积物在平原上堆积不均匀，天然堤之间存在地势的差异形成洼地，洼地之中的积水为河成湖，江汉平原东南端的洪湖是此种河成湖；② 长江干流的河道变迁，导致河道自行裁弯取直留下旧河道形成的湖泊，如湖北省监利县尺八湖为典型的牛轭湖；③ 江西九江鄱阳湖等一类湖泊的成因则是长江干流的水流顶托支流水流，导致支流流动不畅，甚至干流发生倒灌，支流平原则受到洪水泛滥形成支流堰塞湖；④ 江汉平原内河漫滩后缘与外围岗地之间的低地积水形成如南湖一类的岗边湖；⑤ 受地质构造运动的影响，江河倒灌，洪水泛滥，河口淤塞，沉降洼地积水而成的湖泊为河谷沉溺湖，江汉平原的鲁湖则为这一类湖泊；⑥ 当洪水泛滥时，河流自然堤溃口，洪水强烈冲刷冲积平原，形成深坑或渊塘，这一类河堤决口湖普遍面积较小，相对较深，排列方向指示洪水冲刷方向[74]。江汉平原本地的土壤多为网纹红土，当洪水来临时，长江携带大量的泥沙沉积物在湖泊中沉积；洪水事件后，土壤处于长期浸润状态下，形成了亮蓝灰色的潜育土，与湖泊自身沉积物在颜色、质地、粒度等方面差异较大，借助这些沉积特征差异可以在河成湖中重建古洪水序列。
传统识别长江流域湖泊环境洪水沉积的方法主要集中在岩性、粒度组分方法以及地球化学方法上，近年来基于XRF岩芯扫描获得的亮度曲线也被用来进行高分辨率的洪水事件识别。此外湖泊沉积还可以通过借助其他指标分析，重建驱动洪水事件发生的气候背景和人类活动变化。赵炳炎等根据长江下游南漪湖岩性差异，在340～210 、210～185 、115～90 cm的黑色黏土以及深灰色黏土中发现植物残体，认为岩性的变化反映了气候的变化（图4）[75]。袁世飞对中洲子钻孔中的沉积物进行了分析，发现岩芯从下段至上段沉积物的颜色转变是由于水环境发生了明显的改变[50]。
![]()
1.1.2 考古遗址记录的极端洪水事件
新石器时期以来，长江流域人类活动较为频繁，文化遗址分布广泛，已有研究发现文化遗址中许多相邻的两个文化层之间常常存在厚度不等的淤泥层，这些淤积层的沉积特征与现代洪水沉积类似，因此这些淤泥层很有可能指示了古洪水事件的发生[76]。朱诚等通过对长江三峡段文化遗址中夹杂的自然淤积层进行分析，发现这些淤积层出现在各期文化演替的过渡阶段，认为江汉平原新石器文化更替与异常洪涝灾害间存在因果关系，且考古遗址地层记录的大规模洪水有5期，分别为城背溪文化末、大溪文化末屈家岭文化初、屈家岭文化末石家河文化初、石家河文化末商周初、商周末[78]。吴立对江汉平原钟桥遗址地层剖面进行了详细的描述，发现其中三层疑似古洪水层具有一定的相同特征：颜色均以灰黄棕色为主，质地以粉砂质黏土为主，均含植物或植物种子，有锈斑及虫孔，并伴随扰动；同时利用1998年现代长江洪水沉积物与之对比，确定了这些疑似古洪水层[79]。总的来看，学者们多利用考古遗址中疑似古洪水层与现代洪水沉积物中的沉积特征对比分析，结合历史文献资料以及其他考古年代，确定遗址古洪水层的年代，并将其与对应的气候背景对应分析，探讨洪水事件与文化衰落与兴起的关系。
1.2 地质记录理化指标验证
1.2.1 传统洪水记录验证指标
为了更好地识别和认识古洪水事件的沉积特征，单单依靠野外识别地层的宏观差异还不足以满足需要，有关沉积物理化指标的分析逐渐被学者广泛应用于研究中。传统的洪水指标验证方法主要包括粒度特征、磁化率以及地化元素分析。沉积物的粒度特征分析主要包括粒度组成、频率曲线、CM图、端元分析模型等指标[80]。因洪水沉积层的物质来源、沉积动力、沉积环境与其他地层的不同，洪水层粒度特征在垂直方向上会呈现有明显的异常变化。在滞流沉积物的粒度特征分析研究中，谢悦波等根据长江、黄河、海河、淮河的研究经验，总结了古洪水滞流沉积物的粒度特征：（1）滞流沉积物的中值粒径在5 Φ以上，与现代沉积物的中值粒径（大部分≤5 Φ）差别较大；（2）滞流沉积物粒径累计≤4 Φ的颗粒含量超过88%，且粉砂为滞流沉积粒组含量的主要成分；（3）滞流沉积物大部分分选性较好；（4）滞流沉积物为悬移质细颗粒沉积，偏态系数为正偏[81]。
长江中游的洪泛沉积主要包括溃决洪水事件的沉积、滨岸带的洪水沉积和洪水越岸沉积3种类型，学者们通过越岸沉积物的粒度[45, 82]、磁组构[40-41]、地化元素[43, 47]来重建不同时间尺度的洪水事件。（1）越岸沉积往往是洪水期碎屑物漫过天然堤坝沉积而成的，粒径一般较粗，因此在进行粒度分析时，往往选取砂含量高值、中值粒径高值等相关粒度指标重建古洪水事件[83]。（2）由于长江洪水沉积物具有低Al2O3、Fe2O3，高Na2O的特征，因此越岸沉积物中地化元素含量变化也可以重建洪水事件；此外，越岸沉积物中地化元素的比值，即Rb/Sr的谷值以及Zr/Rb的峰值同样可以用来重建古洪水事件[43]。（3）长江流域越岸沉积物的质量磁化率高值与频率磁化率低值常与较粗粒径的指标相对应，因此通过越岸沉积的磁化率指标来重建古洪水事件也是可靠的[44]。（4）从沉积特征来看，长江流域越岸沉积物中包含大量炭化木、具冲积特征的埋藏古树以及砂砾石层[53]，这些沉积特点都指向强水动力沉积事件，可用于重建古洪水事件。
在湖泊沉积环境下，发生洪水事件时，入湖径流水动力显著增加，流域粗颗粒随径流输运到湖泊。当洪水事件停止，入湖径流量显著锐减，水流水动力较弱无法输运较粗的沉积颗粒，此时在粗颗粒沉积层上部沉积形成细颗粒沉积[84]。因此，从粒度组分的角度看，湖泊环境下的洪水沉积会呈现粒径由下至上逐渐变细的沉积特征[85]。此外，洪水沉积与常态沉积在物质来源与组成中有较大差异，因此洪水沉积物中有机地球化学组分含量也会存在明显不同[86]。TOC和TN等指标是当前反映湖泊环境变化主要有机指标。TOC含量指的是沉积过程中没有被矿化分解的部分有机质中碳的总量，反映了沉积物中有机质的含量，而C/N比值变化则可以反映沉积物中的有机质来源变化。一般来说，湖泊沉积物中洪水层的C/N比值要高于常态沉积的C/N比值，故沉积岩芯序列中C/N比的异常高值变化可指示洪水沉积事件[87-88]。
1.2.2 洪水验证指标新进展
除了传统洪水沉积载体的分析，近年来利用洞穴堆积物的稳定同位素等代用指标指示洪水事件发生规律正成为新的研究趋势。洞穴堆积物（石笋和流石等）是由洞穴中的矿物质沉积形成的，其形成过程与洞穴内的水流有着密切的关系（图5），其中石笋具有测年准确、生长连续、高分辨率等优点，已被广泛用于亚洲季风区温度和降水的重建[89]。在轨道及千年时间尺度上，长江流域石笋的δ18O整体反映了亚洲季风强度的变化[90]；在百年至十年和年的时间尺度上，δ18O可以解释为当地的季风降水量指标[91]。δ18O数值偏负，则说明降水量大，指示EASM势力偏强[92]，长江流域易发生洪涝灾害。因此δ18O数值的大小，可以判断夏季风势力的强弱，大体推断出降水强度，进而间接指示洪水规模。δ13C在轨道及千年时间尺度上主要受当地水文、土壤、植被动态控制[93]；在百年至十年和年的时间尺度上可以反映当地的气候变化，当气候干燥时，地表植被减少、土壤微生物活动减弱，地下渗入水的停留事件增加，更多富含δ13C的基岩溶解[89]。因此通过石笋中稳定同位素（δ18O和δ13C）分析可重建高分辨率的强降水事件，进而间接反映极端洪水事件活动变化特征[89, 94]。
![]()
Tan等[94]利用汉江流域祥龙洞中4个高分辨率石笋的δ18O和δ13C记录，重建了汉江上游地区6650年以来的季风降水变化。与中国东部季风区其他石笋所记录的δ18O相比，祥龙洞内δ18O数值自全新世中期以来同样呈长期上升的趋势，并与北半球夏季太阳辐射逐渐减少相对应，认为在轨道尺度上可能是太阳辐射控制了EASM的变化；而δ13C记录则显示随着EASM强度减弱，该区域内的降水并未减少，故在此基础上，确认了汉江上游由季风降水增强引起的4个特大洪涝灾害时间段[30]。湖北落水洞石笋的δ18O和δ13C记录表明，全新世以来长江中游区域水文变化周期约为1 000a，且长江流域水文的频率和强度变化与ENSO有着密切的关系，部分区域还受到大尺度季风环流影响[95]。
除了利用石笋中稳定同位素来指示长江洪水事件外，还有部分学者利用石笋中磁性矿物来指示长江中游全新世古洪水。在洞穴上覆盖的土壤中，磁性矿物通过地下水在其中运输，而石笋中的磁铁矿主要是通过流水从土壤进入洞穴并保存在石笋中[96-97]，若降水增加，则促进土壤中成土磁铁矿形成[98]，并加快土壤中的成土磁铁矿沉积在洞穴，进而加速保存在石笋中[99-100]。因此，石笋中磁铁矿浓度的变化可以反映当地降水的变化。Zhu等人利用和尚洞中石笋IRMsoft-flux通量指标重建了中国中部全新世以来的降水变化，并结合长江中游其他地区关于古洪水的研究结果，认为长江中游全新世共发生过10次古洪水事件[101]。利用石笋记录可以重建高分辨的降水记录，但石笋是洪水记录的间接指标，因此不一定真实反映实际洪水活动规律，今后仍需加强与其他洪水记录的对比分析。
2. 长江流域全新世极端洪水事件的历史文献记录
长江流域人类活动历史悠久，历史文献记载类型丰富，这些历史文献中包含大量气候变化和洪水灾害的信息，这就为我们利用历史文献进行洪水灾害的研究提供了可能。长江流域最早的洪水事件可以追溯到公元前21世纪，《史记·五帝本纪》《华阳国志·巴志》等史籍都有提到夏禹时期的长江上游特大洪水，《孟子·滕文公上》中提到在尧的时期，“洪水橫流，泛滥于天下；水逆行，泛滥于中国”。长江流域自西晋以来人口数量逐渐增加，因此，近2 000年以来史书、地方志等资料较为完备，记录了较为详细的长江干流气候和水文信息 [102]。本文以李雨凡等所整理的近2 000年以来长江干流洪水事件数据集为基础[103]，参考部分长江流域碑文、岩壁、地方志和《中国气象灾害大典·重庆卷》[104]等史籍资料及已发表的考古资料，集成更为完备的洪水事件历史文献数据集，分析长江两千年来不同气候时期的洪水发生频率变化特征。 总体来看，长江流域洪水事件发生频率波动较大但具有明显的阶段性特征（图6），洪水事件从1400年之后变得更加密集，发生洪水事件年份更为集中；1400年之前洪水事件发生年份则普遍较为分散。
![]()
长江流域上游共统计到312个洪水年份，其中唐后至五代冷期前（公元781年前）洪水事件年份较少，共有20个年份发生有历史文献记载的洪水事件，中世纪暖期（951—1320年）累积58个年份发生了有记载的洪水事件，发生洪水事件的概率为34.11%，明清小冰期（1321—1920年）共有164个年份发生有记载的洪水事件，约占全部洪水事件年份的1/2，其发生洪水事件年份的频率为27.33%，当前暖期（1921年后）共有70个年份发生了有记载的洪水事件，洪水年份占当前暖期年份的概率为87.5%。由此可知，长江流域上游地区发生洪水年代频率最高时期为现代暖期，其发生洪水事件的年份次数最多的是在明清小冰期。
长江中游共统计431个洪水年份，其中中世纪暖期前（公元950年前）共统计洪水年份33个，由此可见中世纪暖期前洪水发生频率不高，公元950年开始的中世纪暖期共有34个年份发生洪水事件，相比中世纪暖期前洪水发生更为频繁；长江流域明清小冰期期间共统计到294个洪水年份，占中游全部洪水年份的2/3，其洪水年份的概率占这段时期的49%，现代暖期共统计到70个洪水年份，与长江上游现代暖期的洪水年份次数相一致。因此，长江流域中游地区洪水事件发生的频率最高时期亦为现代暖期，发生洪水事件的年份次数最多的是在明清小冰期。
长江下游共统计到389个洪水年份，中世纪暖期前洪水事件发生频率较小，但长江下游地区在魏晋南北冷期共统计到36个洪水年份，较长江上游地区和中游地区的区别更为明显。951年开始的中世纪暖期共统计到52个洪水年份，洪水年份占中世纪暖期的30.59%，明清小冰期共统计到233个洪水年份，占明清小冰期时期的38.83%，现代暖期共统计到47个洪水年份，占现代暖期的58.75%，较长江上游和中游地区的洪水年份少。因此，长江流域下游地区洪水事件发生年代集中在明清小冰期，但洪水事件发生频率最高的时期同样是在现代暖期。
尽管历史文献记录与地质学代用记录相比，记录年限较短，但历史文献记录在年代精确性上具有明显优势，一般的洪水事件在历史文献中可以精确记录至年、月，甚至到洪水事件发生的日期。因此，学者们在利用其他代用记录识别古洪水事件时，常与历史文献记载中的时间互相比对，从而提高洪水发生年代结果的精确度与可信度[105]。
3. 长江流域古洪水事件流量和水位的重建
流量和水位的重建是古洪水水文学研究的核心内容，利用沉积物及考古遗址的赋存位置、高程等信息，根据水力学理论，恢复古洪水洪峰水位及流量，可为当代水利工程及防洪工作提供重要的科学参考。在基岩峡谷区，树木洪水痕、侵蚀痕淤泥线、基岩冲刷特征等也可以用来识别和重建历史时期古洪水事件，恢复其水位与流量[65, 106-107]。古洪水SWD作为古洪水事件的直接记录，是当前学界进行洪水流量和水位重建的主要沉积载体之一。SWD的高程、厚度以及形态可确定古洪水水位，目前利用SWD来重建古洪水流量的方法主要包括：通过SWD顶面高程确定洪水水位、通过SWD尖灭点高程确定洪水水位和通过古洪水SWD厚度与含沙量的关系确定洪水水位（图2b）。通过SWD顶面高程确定的洪水水位可认为是最小洪水水位；而SWD顶面上有一定的水深，因此通过SWD尖灭点的高程可以更精确地近似洪水水位[108]；但是在实际野外考察过程中，有的剖面并没有形成或保存SWD尖灭点[109]，故也可通过SWD的厚度与含沙量的关系重建古洪水水位。结合SWD指示的水位，通过数学模型和水文模型分析，可以恢复古洪水流量[66]。然而基岩峡谷地区SWD也普遍存在保存潜力较差、保存不够连续等问题，不利于洪水事件序列时间规律性认识。
目前，长江古洪水重建主要集中在中上游基岩峡谷地区，在长江流域中下游地区利用冲积平原越岸沉积物进行古洪水水文学重建案例则相对匮乏。这主要由于长江中下游河道不稳定，准确重建古洪水事件的水位及流量难度巨大[71]；而中上游的基岩峡谷区河道较为稳定，有利于保存洪水地质记录，便于古洪水事件重建及流量恢复。
部分学者根据黄河下游的地形特征以及洪水沉积物特征，尝试定量恢复1642年黄河下游古洪水的流量及相关水文信息[110]，但利用湖泊沉积物来重建古洪水事件的流量和水位在我国还未有深入的认识与实践。洪水强度的判断以半定量和定性为主，主要依据为当洪水来临时，河水流量异常增加，输送沉积物至湖泊的水流动力更强、流量更高，故洪水沉积物越粗越厚代表该次洪水事件的流量及水位越高[60, 111]。理论上沉积物的颗粒大小以及沉积物的厚度可以用来重建洪水水位及流量[112]，但所有的沉积物都有可能由相似的沉积物组成且由于沉积物分辨率不高，如何判断每个洪水沉积物中能够反映洪峰的组分粒径是需要解决的重要问题[113]。此外，由于湖泊内各个地点岩芯厚度与地形相关，洪水沉积物的厚度需要在湖泊内各个地点进行充分验证[112]。
一些学者还利用长江流域依据考古遗址和历史文献记录初步重建历史时期古洪水水位[79]。周凤琴利用埋藏古遗址、古墓葬、古代水工建筑、水文考古、古建筑以及现代实测水位对比，考证了荆江5 000年以来水位上升，并通过历史文献记载推算荆江历史水位，认为泥沙淤积与口穴堵塞是荆江水位上升的主要原因[114]。
综上所述，目前长江流域古洪水水位及流量的重建工作主要基于中上游的基岩峡谷地区的SWD来进行重建，中下游平原结合越岸沉积物及湖泊沉积物进行洪水水位和流量的重建工作还未深入开展。
4. 长江流域极端洪水事件与亚洲季风变化的关系
全新世极端洪水事件对气候变化甚至是微小的气候变化都异常敏感[115]。长江流域地处中国季风降水影响的核心区，洪水事件发生的频率和强度与季风气候的异常变化息息相关。
前人就长江流域极端洪水事件的频发时期开展了大量卓有成效的工作，为揭示极端洪水事件发生规律与气候变化的关系奠定了良好的基础。在长江上游地区，葛兆帅等通过三峡坝址附近古洪水滞流沉积物的实验分析，得出长江上游的特大洪水期为
4840 ～3 983 aBP，并认为长江上游特大洪水事件与气候剧烈波动有关[116]；Zhu等根据中坝遗址考古记录，得出长江上游的洪水事件集中在战国初期（400—350BC）、西周（920—900BC）、夏朝（2070—1600BC）、新石器晚期（3000—2300BC）[12]。在长江中游地区，黄春长团队通过梳理汉江上游近十年古洪水成果，确定了汉江上游特大洪水事件的发生期主要集中在9个时期：11500～11400、9000～8500、8500～8400、7500～7000、5500～5000、4200～4000、3200～2800、1900～1700和1000～900 aBP，这些时期对应了全新世以来气候突变或转折，认为汉江上游的古洪水事件是对气候突变的响应[117]；吴立综合江汉平原及其周边地区106个考古遗址文化层的14C年代数据和12个光释光年代结果，认为全新世江汉地区洪水频发期为4 900～4 600 cal. aBP和4 100～3 800 cal. aBP，并认为4 000 cal. aBP 的气候异常事件导致的极端洪水事件是石家河文化消亡的原因[79]。长江下游地区，朱诚等根据南京宝华山地区剖面洪水沉积物分析结果，得出长江下游地区在6 588 ±192 aBP、5 720 ±80 aBP和5 410 ±120 ～5 145 ±84 aBP期间发生了规模较大的山地洪水，导致这些山地洪水的原因是气候-海面的短期震荡及突变事件[118]。综上所述，学者们普遍认为极端洪水事件的发生与气候突变有关，因此本文探讨极端洪水事件与气温和降水之间的关系。中国东部地区全新世气温存在明显的波动变化[119]，其中变化显著的阶段包括全新世大暖期、中世纪暖期以及明清小冰期等气候事件。为了更深入理解未来全球变暖的背景下极端洪水事件发生规律，学者们就长江流域百年-千年尺度极端洪水发生频率与全新世气候特征时期（尤其是暖期）的关系开展了大量研究[53, 116-117]，并取得了很多重要认识。在小冰期阶段（Little Ice Age，简称LIA）及中世纪气候异常阶段（Medieval Climate Anomaly，简称MCA），北半球夏季太阳辐射较低，长江流域气候波动频繁，此时和尚洞磁性矿物所指示的两次洪水事件皆处在气温由低向高转折的阶段；黑暗时代冷期（Dark Age Cold Period，简称DACP）及罗马暖期（Roman Warm Period，简称RWP）共对应3次长江流域极端洪水事件，其中两次位于气温变化的转折点，另一次出现在气温降低的过程中速率突变的转折点；4.2 ka事件处于长江流域气温逐渐升高转为逐渐降低的转折处，对应长江流域极端洪水事件；而8.2 ka事件也存在气温的剧烈波动，此气温突变事件未导致长江流域极端洪水事件的发生，可能由于暂无人类活动干预以及北半球夏季太阳辐射较高，（图7a—c）。可以看出，全新世长江流域的特大洪水发生期大多处于气温变化的转折期，与大九湖泥炭所模拟出的全新世以来的温度对应良好，说明长江流域古洪水事件是对全球气候突变的响应。
![]()
图 7 长江流域全新世洪水记录及其与气候和人类活动记录的对比a: 和尚洞石笋HS4的IRMsoft-flux[101], b: 10 000 cal. aBP以来北半球夏季太阳辐射变化[120]， c: Huang等重建的10 000以来气温变化[121]，d: 10 000 cal. aBP以来El Junco粉砂记录的ENSO变化情况[122]， e: 阿曼Qunf洞穴石笋所记录的δ18O数据指示西南季风变化[123]， f: 湖北神农架地区三宝洞石笋所记录的δ18O指示东亚季风变化[124]， g: HYDE3.0数据库10 000 cal. aBP以来江汉平原地区人口密度变化[125]， h: HYDE3.0数据库10 000 cal. aBP以来江汉平原地区耕地垦殖率变化[125]（图中6处阴影从左至右分别对应LIA-小冰期、MCA-中世纪气候异常、DACP-黑暗时代冷期、RWP-罗马暖期、4.2ka寒冷事件、8.2ka寒冷事件）。Figure 7. The Holocene flood records in the Yangtze River Basin and their comparison with climatic and human activity recordsa: IRMsoft-flux in stalagmite HS4, Heshang Cave[101], b: changes of solar radiation in the northern hemisphere during summer since 10000 cal.aBP[120], c: changes in temperature over the past 10,000 years as reconstructed by Huang et al.[121], d: changes of ENSO recorded in El Junco silt since 10000 cal. aBP[122], e: the δ18O data recorded by stalagmites in Qunf Cave, Oman, indicate changes in the southwest monsoon[123], f: the δ18O recorded by stalagmites in Sanbao Cave, Shennongjia area, Hubei Province indicates the change of East Asian monsoon[124],g: the change of population density in Jianghan Plain area since 10000 cal. aBP is obtained by HYDE3.0 database [125] ,h: changes of cropland cultivation ratio in Jianghan Plain since 10000 cal. aBP[125] (The six shadows in the figure correspond from left to right to LIA- Little Ice Age, MCA-Medieval Climate Anomaly, DACP-Dark Age Cold Period, RWP-Roman Warm Period, 4.2ka cold event, and 8.2ka cold event respectively).长江流域洪水的波动变化不仅跟气温有关，极端降水也是形成极端洪水的另一核心因素。施雅风等根据1840—2000年间共32次大洪水记录发现，因长江流域处于亚洲夏季风湿润区，其洪水对降水的敏感性远大于对温度的敏感性[126]。相关研究表明关于长江流域降水会受到东亚夏季风（EASM）和印度夏季风（ISM）的双重影响，这使得长江流域极端洪水与季风关系复杂性特征更加显著。在长江上游地区，葛兆帅等通过24次全新世特大洪水序列与川渝地区近两千年的洪灾史料，发现特大洪水事件多发生于ISM较弱的阶段，这些阶段以西南季风气候快速变化为特征，处于气候剧烈波动期或气候的转型期[127]。通过阿曼Qunf洞穴石笋的δ18O数据与长江流域古洪水事件频发期对应可以发现（图7e，ISM指标），当石笋δ18O异常偏正，对应ISM势力较弱，长江上游水汽供应不足，其降水较少，但当气候突变异常时期，ISM可能出现异常变化，长江上游出现异常降水，造成洪水洪峰流量较大，形成特大洪水；当δ18O异常偏负，ISM势力较强，长江上游降水充足，上游容易产生洪水灾害。在长江中下游地区，Guo等将汉江上游SWD1-3与全新世黄土-古土壤地层对比，结合OSL测年结果，发现这些洪水事件是发生在
9 500 ～8 500 、3 200 ～2 800 、1 800 ～1 700 aBP，对应着东亚夏季风异常时期[37]。对比湖北神农架地区三宝洞δ18O数据（图7f，EASM指标）和长江洪水发生时期，发现EASM势力较强时期，长江中下游降水较少，这是因为副高迅速北移使得中国东部夏季雨带偏北；当EASM势力较弱时期，中下游季风雨带偏南，降水带长期滞流在长江中下游地区，使得长江中下游易发生洪水事件。因此，长江中下游地区的洪水事件与东亚夏季风异常突变也有着密切的对应关系。长江流域极端洪水事件与季风气候的变化的紧密联系不仅在地质记录有所体现，在历史文献中也有很好的对应性（图6）。（1）在公元950年之前，历史文献记载的洪水事件较少，长江中游和下游在魏晋南北冷期洪水事件较多，这主要与EASM势力较强、厄尔尼诺事件活动强烈有着密切的关系，而上游地区则主要集中在唐后至五代冷期，其主要原因是上游地区在魏晋南北时期由于西南季风较弱，上游地区携带的水汽不足，而唐后至五代西南季风强盛，给长江上游带来充足的水汽；（2）公元950年之后，历史文献记载普遍偏多，一方面与ISM、EASM以及厄尔尼诺事件活动有关，最主要的原因是由于中世纪暖期开始，长江流域的人口增加较多，因此在公元950年之后长江流域的洪水事件与人类活动的关系密切。同时，长江流域极端洪水事件与中游江汉平原人口密度及耕地数据也具有良好的对应性（图7g、h），进一步印证了极端洪水事件与人类活动之间的密切关系。
长江流域的极端洪水事件与气温和季风转折突变时期有着良好的对应关系，笔者认为主要有两点原因：（1）当温度升高时，空气中饱和水汽压显著增加，能容纳的水汽含量增加，原先已饱和的水面（尤其是海面）会重新开始蒸发，即根据克劳修斯-克拉皮隆方程，当气温每上升1℃，大气中水汽含量增加7%[128]。随后，当温度降低时，空气中，饱和水汽压降低，多余的水汽会凝结出来，形成降雨。因此，当气温急剧变化时，气候变率增加，干旱事件与极端降水导致的洪水事件频率显著增加，与长江流域的极端洪水事件频率具有较好的一致性。（2）气候变化调整了大气环流。热带辐合带（Intertropical Convergence Zone，简称ITCZ）是位于赤道附近上空的区域，具有低气压、强对流和大量降水的特点[129]，当全球气候变暖，ITCZ发生异常移动，对流活动加强，改变了经圈环流的强度[130]，导致西太平洋副热带高压长时间位置异常，我国长江流域气候变率加强，台风活动更加活跃，易造成极端降水事件，进而引发极端洪水事件。另一方面，索马里急流附近盛行湿空气，其两侧为相对干区，是西南季风的重要组成部分；当全球气候变暖，索马里急流向北移动越过赤道，为长江中上游带来大量水汽，引发极端降水事件[131]。
5. 长江流域极端洪水事件与厄尔尼诺事件的关系
目前，学界认为长江流域洪水事件与ENSO之间存在明显的相关性[132-133]。东亚夏季风和冬季风受到El-Niño和La-Niña事件的影响，在El-Niño事件发生前的冬季，北风在长江流域盛行；在El-Niño事件发生前的夏季，西太平洋副高相对较弱，而印度洋气压较高，西南气流较弱。当La-Niña事件偏强时，低印度气压降低了中国南方夏季风的强度，导致长江中下游流域降水减少。冯利华等通过分析1865—1980年期间汉口水文站监测数据，认为长江洪水与厄尔尼诺事件具有较密切的关系，并且在厄尔尼诺次年出现洪水的可能性更大，但其相关程度可能与研究地点的区域位置有关，也可能与其地点的气候机制的差异有关[134]。Guan等结合江汉平原JH001沉积物岩心的元素记录，确定了9个古洪水频发时期，发现古洪水事件的发生时期与长江中游ENSO相关记录吻合，并重建了ENSO记录[47]。Jiang等通过研究
1470 —2003年长江洪水事件与ENSO的相关性发现，ENSO事件间隔越短，长江流域旱涝灾害响应越快；ENSO事件持续时间较长，长江流域的洪水/干旱期也持续较长，且长江中下游洪水发生在El Niño事件之后，干旱发生在La-Niña事件之后[135]。因此长江流域对ENSO事件的响应是长期的。结合图7d，El Junco湖泊的粉砂含量所指示的厄尔尼诺事件发生频率可以看出，长江流域洪水频发期厄尔尼诺相比于其他时期活动的频率交替更为频繁，进而影响长江流域洪水事件发生的频率。6. 结论与展望
近20多年来，众多学者利用长江流域古洪水滞流沉积物、冲积平原区的越岸洪水沉积及湖泊洪水沉积等沉积记录进行古洪水事件的研究，取得了丰硕的成果。本文通过综述各种极端洪水事件的地质记录和历史记录，确定全新世以来极端洪水事件的频发期，并与区域关键气候代用指标进行对比，发现洪水事件频发期主要跟气候的急剧突变和强烈的人类活动有关。但目前的研究仍存在以下不足：首先，当前仍以单一的地质记录载体和时间尺度研究为主，缺乏长时间尺度、高分辨率的洪水序列；其次，当前洪水流量和水位重建主要集中在中上游基岩地区，缺乏开展中下游的相关重建工作；再次，长江流域的极端洪水事件规律理解仍不够充分，全新世洪水活动的气候和人类活动发生机制当前还缺乏定量化的深入认识。故今后应加强以下几个方面研究：（1）不断加强各种代用记录的综合研究，融合不同时间分辨率和时间尺度的代用记录，重建更为准确的洪水事件；（2）加强中下游湖泊和冲积平原的洪水流量和水位的重建；（3）仍需不断加强对长江流域洪水事件的归因分析，量化洪水与气候变化及人类活动的关系；（4）加强数值模拟方面的研究，进一步探索洪水事件发生的气候驱动机制与周期性变化的研究。
致谢: 研究所用多波束和地震数据由“科学”号科考船采集，感谢执行雅浦海域2015年度航次的全体船员及科学家。 -
![]()
图 1 西太平洋雅浦海域及其邻区的水深图
Figure 1. Bathymetric map showing the Yap Sea and its vicinity in the western Pacific
![]()
图 2 雅浦海沟北部(9°N以北地区)和南部(9°N以南地区)典型地形剖面图
(剖面a、b、c和d的海沟轴线位置分别为10°07′N、9°38′N、8°58′N和8°49′N，具体位置见图 1)
Figure 2. Typical bathymetric profiles around the northern Yap trench(to the north of 9°N in Yap trench)and the southern Yap trench(to the south of 9°N in Yap trench)
(The trench axis location of profiles a, b, c and d is 10°07′N, 9°38′N, 8°58′N and 8°49′N respectively. See Fig. 1 for the location of profiles)
![]()
图 3 多波束地形图上识别的洋脊、海山、地垒地堑等构造
(红色实线代表地震侧线位置)
Figure 3. The identification of ridges, seamounts and the structural belt of horst and graben on the basis of multi-beam topographic map
(The red solid line represents the seismic line position)
![]()
![]()
![]()
图 6 从北至南(10°30′~7°30′N)雅浦海沟地形深度剖面追踪
(在10°30′~7°30′N纬度范围内，每隔30′选取一个典型的地形剖面进行绘制，并计算弧前斜坡的平均坡度。可看出从北至南雅浦海沟岛弧一侧的斜坡有增大的趋势，这不仅暗示了雅浦海沟南北部俯冲开始时间的不同，也暗示了俯冲侵蚀方式的差异)
Figure 6. Bathymetric track across the Yap trench between 10°30′~7°30′N
(The mean frontal slope was calculated over the typical bathymetric profiles taken every 30 minutes latitude. Mean frontal slope gradually increased from the north to the south. It implied that the time of initial subduction and subduction erosion mode are different)
![]()
图 7 雅浦海沟北部和南部俯冲侵蚀模式
(参考Huene等[38]和Kukowski等[33]提出的俯冲侵蚀模式)。(a)雅浦海沟北部的俯冲侵蚀主要由于俯冲板块上的地垒地堑与上覆板块的摩擦造成，由于地垒地堑中会有沉积物充填，所以板块之间可能不是直接接触，存在“剥蚀带”；(b)雅浦海沟南部的俯冲侵蚀主要由于俯冲板块上的海山与上覆板块的摩擦造成，板块之间可能是直接接触的。
Figure 7. Subduction erosion mode in the northern and south Yap trench
(modified from Von Huene et al.[38]and Kukowski et al.[33]) (a)The subduction erosion in the northern Yap trench mainly resulted from friction between the structural belt of horst and graben and overlying plate. The structural belt of horst and graben initially might be filled with sediment, so there is a zone of basal erosion between the plate rather than direct contact; (b)The subduction erosion in the southern Yap trench mainly resulted from friction between the seamounts and overlying plate. The two plates contacted directly
-
[1] Kopp H, Flueh E R, Petersen C J, et al. The Java margin revisited: Evidence for subduction erosion off Java[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2006, 242(1):130-142.
[2] Clift P, Vannucchi P. Controls on tectonic accretion versus erosion in subduction zones: Implications for the origin and recycling of the continental crust[J]. Reviews of Geophysics, 2004, 42(2):117-128. doi: 10.1029/2003rg000127
[3] Huene R V, Scholl D W. Observations at convergent margins concerning sediment subduction, subduction erosion, and the growth of continental crust. Rev Geophys[J]. Reviews of Geophysics, 1991, 29(3):279-316.
[4] Stern C R. Subduction erosion: Rates, mechanisms, and its role in arc magmatism and the evolution of the continental crust and mantle[J]. Gondwana Research, 2011, 20(2):284-308. doi: 10.1016/j.gr.2011.03.006
[5] Huene R V, Ranero C R, Vannucchi P. Generic model of subduction erosion[J]. Geology, 2004, 32(10):913-916. doi: 10.1130/G20563.1
[6] Scholl D W, Von Huene R. Implications of estimated magmatic additions and recycling losses at the subduction zones of accretionary (non-collisional) and collisional (suturing) orogens[J]. Geological Society London Special Publications, 2009, 318(1):105-125. doi: 10.1144/SP318.4
[7] Lee S M. Deformation from the convergence of oceanic lithosphere into Yap trench and its implications for early-stage subduction[J]. Journal of Geodynamics, 2004, 37(1):83-102. doi: 10.1016/j.jog.2003.10.003
[8] Fujiwara T.Morphology and tectonics of the Yap Trench[J]. Marine Geophysical Researches, 2000, 21(1):69-86. doi: 10.1023/a:1004781927661
[9] Hawkins J, Batiza R. Metamorphic rocks of the Yap arc-trench system[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1977, 37(2):216-229. doi: 10.1016/0012-821x(77)90166-2
[10] Hayes D E. Hypothetical Model for the Bending of the Mariana Arc[M]. The Tectonic and Geologic Evolution of Southeast Asian Seas and Islands: Part 2. American Geophysical Union, 2013:281-293.
[11] Ohara Y, Fujioka K, Ishizuka O, et al. Peridotites and volcanics from the Yap arc system: implications for tectonics of the southern Philippine Sea Plate[J]. Chemical Geology, 2002, 189(1):35-53. doi: 10.1016/S0009-2541(02)00062-1
[12] Seno T, Stein S, Gripp A E. A model for the motion of the Philippine Sea Plate consistent with NUVEL-1 and geological data[J]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 1993, 98(B10):17941-17948. doi: 10.1029/93JB00782
[13] Nagihara S, Kinoshita M, Fujimoto H, et al. Geophysical observations around the northern Yap Trench: seismicity, gravity and heat flow[J]. Tectonophysics, 1989, 163(1-2):93-104. doi: 10.1016/0040-1951(89)90120-0
[14] Fujika, K, Kobayashi K, Fujiwara T, et al. Tectonics of the southern tip of the Philippine Sea: results of Southerncross' 95 cruise[J]. Jamstec J. Deep Sea, 1996, 12:275-290.
[15] Breitsprecher K, Thorkelson D J. Neogene kinematic history of Nazca-Antarctic-Phoenix slab windows beneath Patagonia and the Antarctic Peninsula[J]. Tectonophysics, 2009, 464(1-4):10-20. doi: 10.1016/j.tecto.2008.02.013
[16] Sato T, Matsu′Ura M. A kinematic model for evolution of island arc-trench systems[J]. Geophysical Journal International, 1993, 114(3):512-530. doi: 10.1111/j.1365-246X.1993.tb06984.x
[17] Fryer P, Sujimoto H, Sekine M, et al. Volcanoes of the southwestern extension of the active Mariana island arc: New swath-mapping and geochemical studies[J]. Island Arc, 2004, 7(3):596-607. doi: 10.1111/j.1440-1738.1998.00212.x
[18] Isozaki Y, Aoki K, Nakama T, et al. New insight into a subduction-related orogen: A reappraisal of the geotectonic framework and evolution of the Japanese Islands[J]. Gondwana Research, 2010, 18(1):82-105. doi: 10.1016/j.gr.2010.02.015
[19] Jacobson C E, Grove M, Pedrick J N, et al. Late Cretaceous-early Cenozoic tectonic evolution of the southern California margin inferred from provenance of trench and forearc sediments[J]. Geological Society of America Bulletin, 2011, 123(3/4):485-506. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=ed2069950c2d410a3a67f84a203f53a5
[20] Kay S M, Godoy E, Kurtz A. Episodic arc migration, crustal thickening, subduction erosion, and magmatism in the south-central Andes[J]. Geological Society of America Bulletin, 2005, 117(1/2):67-88. doi: 10.1130-B25431.1/
[21] Kobayashi K. Origin of the Palau and Yap trench-arc systems[J]. Geophysical Journal International, 2004, 157(3):1303-1315. doi: 10.1111/j.1365-246X.2003.02244.x
[22] Fuller M, Haston R, Schmidtke E. Paleomagnetism in SE Asia: Sinistral Shear Between Philippine Sea Plate and Asia[M]// Paleomagnetic Rotations and Continental Deformation. 1989: 411-430.
[23] Haston R. Paleomagnetic results from Palau, West Caroline Islands: A constraint on Philippine Sea plate motion[J]. Geology, 1988, 16(16):654-657. doi: 10.1130/0091-7613(1988)0162.3.CO;2
[24] Kitada K, Seama N, Yamazaki T, et al. Distinct regional differences in crustal thickness along the axis of the Mariana Trough, inferred from gravity anomalies[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2006, 7(4):1-14. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=10.1029/2005GC001119
[25] Ballance P F, Scholl D W, Vallier T L. Subduction of a late Cretaceous seamount of the Louisville ridge at the Tonga trench: A model of normal and accelerated tectonic erosion[J]. Tectonics, 1989, 8(5):953-962. doi: 10.1029/TC008i005p00953
[26] Altis S. Origin and tectonic evolution of the Caroline Ridge and the Sorol Trough, western tropical Pacific, from admittance and a tectonic modeling analysis[J]. Tectonophysics, 1999, 313(3):271-292. doi: 10.1016/S0040-1951(99)00204-8
[27] Hegarty K A, Weissel J K. Complexities in the Development of the Caroline Plate Region, Western Equatorial Pacific[M]// The Ocean Basins and Margins. Springer US, 1988: 277-301.
[28] Fornari D J, Weissel J K, Perfit M R, et al. Petrochemistry of the Sorol and Ayu Troughs: implications for crustal accretion at the northern and western boundaries of the Caroline plate[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1979, 45(1):1-15. doi: 10.1016/0012-821X(79)90102-X
[29] Perfit M R, Fornari D J. Mineralogy and geochemistry of volcanic and plutonic rocks from the boundaries of the Caroline plate: Tectonic implications[J]. Tectonophysics, 1982, 87(1-4):279-313. doi: 10.1016/0040-1951(82)90230-X
[30] 陆鹿, 严立龙, 李秋环, 等.洋底高原及其对地球系统意义研究综述[J].岩石学报, 2016, 32(6):1851-1876. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201606019 LU Lu, YAN Lilong, LI Qiuhuan, et al. Oceanic plateau and its significances on the Earth system: A review[J]. Acta Petrologica Sinica, 2016, 32(6):1851-1876. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201606019
[31] Bracey D R, Andrews J E. Western Caroline Ridge: Relic island arc?[J]. Marine Geophysical Researches, 1974, 2(2):111-125. http://d.old.wanfangdata.com.cn/NSTLQK/NSTL_QKJJ0232162521/
[32] Weissel J K, Anderson R N. Is there a Caroline plate?[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1978, 41(2):143-158. doi: 10.1016/0012-821X(78)90004-3
[33] Kukowski N, Oncken O. Subduction Erosion— the "Normal" Mode of Fore-Arc Material Transfer along the Chilean Margin?[M]. The Andes, 2006:217-236.
[34] Gao X, Wang K. Strength of stick-slip and creeping subduction megathrusts from heat flow observations[J]. Science, 2014, 345(6200):1038-41. doi: 10.1126/science.1255487
[35] Keating B H, Mattey D P, Helsley C E, et al. Evidence for a hot spot origin of the Caroline Islands[J]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 1984, 89(NB12):9937-9948. doi: 10.1029/JB089iB12p09937
[36] Cande S C, Leslie R B. Late Cenozoic tectonics of the Southern Chile Trench[J]. Journal of Geophysical Research, 1986, 91(91):471-496. doi: 10.1029/jb091ib01p00471
[37] Laursen J, Scholl D W, Huene R V. Neotectonic deformation of the central Chile margin: Deepwater forearc basin formation in response to hot spot ridge and seamount subduction[J]. Tectonics, 2002, 21(5):2-1. doi: 10.1029/2001TC901023
[38] Huene R V, Ranero C R, Vannucchi P. Generic model of subduction erosion[J]. Geology, 2004, 32(10):913-916. doi: 10.1130/G20563.1
[39] Hayes D E. The Tectonic and Geologic Evolution of Southeast Asian Seas and Islands[M]. The Tectonic and geologic evolution of Southeast Asian seas and islands. American Geophysical Union, 1980.
[40] Hilde T W C. Sediment subduction versus accretion around the pacific[J]. Tectonophysics, 1983, 99(2-4):381-397. doi: 10.1016/0040-1951(83)90114-2
[41] Lallemand S, Pichon X L. Coulomb wedge model applied to the subduction of seamounts in the Japan Trench[J]. Geology, 1987, 15(11):1065-1069. doi: 10.1130/0091-7613(1987)15<1065:CWMATT>2.0.CO;2
[42] Dupont J, Herzer R H. Effect of subduction of the Louisville Ridge on the Structure and Morphology of the Tonga Arc[C]//Geology and Offshore Resource of Pacific Island Arcs: Tonga Region. 1985: 323-332.
[43] Clift P, Vannucchi P. Controls on tectonic accretion versus erosion in subduction zones: Implications for the origin and recycling of the continental crust[J]. Reviews of Geophysics, 2004, 42(2):117-128. doi: 10.1029/2003rg000127
[44] Demets C, Gordon R G, Argus D F, et al. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions[J]. Geophysical Research Letters, 1994, 21(20):2191-2194. doi: 10.1029/94GL02118
[45] Timm C, Davy B, Haase K, et al. Subduction of the oceanic Hikurangi Plateau and its impact on the Kermadec arc[J]. Wseas Transactions on Mathematics, 2014, 9(5):123-146. doi: 10.1038/ncomms5923
[46] Bassett D, Sutherland R, Henrys S, et al. Three-dimensional velocity structure of the northern Hikurangi margin, Raukumara, New Zealand: Implications for the growth of continental crust by subduction erosion and tectonic underplating[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2010, 11(10):155-162. doi: 10.1029/2010GC003137
[47] Bangs N L, Cande S C. Episodic development of a convergent margin inferred from structures and processes along the southern Chile margin[J]. Tectonics, 1997, 16(3):489-503. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=10.1029/97TC00494
[48] Clift P D, Pecher I, Kukowski N, et al. Tectonic erosion of the Peruvian forearc, Lima Basin, by subduction and Nazca Ridge collision[J]. Tectonics, 2003, 22(3), 1023, doi:10.1029/2002TC 001386.
[49] Encinas A, Finger K L. Slow rates of subduction erosion and coastal underplating along the Andean margin of Chile and Peru: Comment and Reply: Comment[J]. Geology, 2007, 35(6):503-506. doi: 10.1130/G23584A.1
下载:
计量
- 文章访问数: 2728
- HTML全文浏览量: 475
- PDF下载量: 64
